авторефераты диссертаций БЕСПЛАТНАЯ БИБЛИОТЕКА РОССИИ

КОНФЕРЕНЦИИ, КНИГИ, ПОСОБИЯ, НАУЧНЫЕ ИЗДАНИЯ

<< ГЛАВНАЯ
АГРОИНЖЕНЕРИЯ
АСТРОНОМИЯ
БЕЗОПАСНОСТЬ
БИОЛОГИЯ
ЗЕМЛЯ
ИНФОРМАТИКА
ИСКУССТВОВЕДЕНИЕ
ИСТОРИЯ
КУЛЬТУРОЛОГИЯ
МАШИНОСТРОЕНИЕ
МЕДИЦИНА
МЕТАЛЛУРГИЯ
МЕХАНИКА
ПЕДАГОГИКА
ПОЛИТИКА
ПРИБОРОСТРОЕНИЕ
ПРОДОВОЛЬСТВИЕ
ПСИХОЛОГИЯ
РАДИОТЕХНИКА
СЕЛЬСКОЕ ХОЗЯЙСТВО
СОЦИОЛОГИЯ
СТРОИТЕЛЬСТВО
ТЕХНИЧЕСКИЕ НАУКИ
ТРАНСПОРТ
ФАРМАЦЕВТИКА
ФИЗИКА
ФИЗИОЛОГИЯ
ФИЛОЛОГИЯ
ФИЛОСОФИЯ
ХИМИЯ
ЭКОНОМИКА
ЭЛЕКТРОТЕХНИКА
ЭНЕРГЕТИКА
ЮРИСПРУДЕНЦИЯ
ЯЗЫКОЗНАНИЕ
РАЗНОЕ
КОНТАКТЫ


Pages:     | 1 |   ...   | 12 | 13 ||

«,, ) - :, 110-.,, 7-9 ...»

-- [ Страница 14 ] --

2. Субвертикальные зоны электропроводимости фиксируют глубинные раз ломы, которые могут служить в качестве флюидоподводящих каналов и иниции ровать площадные физико-химические процессы, приводящие к резкому измене нию физических свойств горных пород и руд, слагающих месторождения, рудные поля и узлы. Выделенные типы изменений находят свое отражение в установлен ных закономерных вариациях ПФП и подтверждаются минералогическими иссле дованиями: сульфидизация и наличие углистого вещества объясняют пониженное сопротивление верхней части субвертикальной проводящей зоны 3. Рудное поле характеризуется высокими значениями ПФП (в плане до 4-5 км и по падению на 800 м). Высокие значения магнитной восприимчивости, плотности и (частично) остаточной намагниченности могут являться индикато ром наличия рудных (электронопроводящих и высокоплотных) минералов. Все изложенное отвечает первому уровню петрофизической зональности, является причиной высокой проводимости и поляризуемости, возникновения локальных гравитационных максимумов, аномалий РАЭ, положительных дифференциро ванных магнитных аномалий.

4. Рудные зоны и залежи характеризуются “М” – образным графиком по ведения ПФП, но в целом повышенными их значениями и, как следствие, неко торых геофизических параметров (в частности поляризуемости). Этот характер поведения ПФП в разрезе по падению прослеживается на 800 метров, и под тверждаются минералогическими исследованиями.

5. Учитывая все особенности верхнепермских рудовмещающих пород Наталкинского рудного поля, можно предположительно сделать вывод – гидро термально-метасоматическое преобразование пород отразилось на петрофизи ческих параметрах, в частности на увеличении магнитной восприимчивости и повышенных показателях плотности горной породы.

Литература 1. Гончаров В.И., Ворошин С.В, Сидоров В.А. Наталкинское золоторудное месторож дение – Магадан : СВНЦ ДВО РАН, 2002. – 250 с.

2. Григоров С.А. Генезис и динамика формирования Наталкинского золоторудного ме сторождения по данным системного анализа геохимического поля // Руды и металлы. – 2006. – № 3. – С. 44-48.

3. Петров А.В., Никитин А.А Классификация комплексных геополей на однородные области // Геология и разведка, 1990, № 3, с. 11-18.

4. Шарафутдинов В.М. Некоторые вопросы распределения петрофизических парамет ров и магнитоэлектрических полей золоторудного месторождения Наталка // Наука Северо Востока России – начало века – Магадан : СВНЦ ДВО РАН, 2005. – С. 231- 5. Шарафутдинов В.М., Хасанов И.М., Михалицына Т.И. Петрофизическая зональность Наталкинского рудного поля // Тихоокеанская геология – 2008. – том 27, № 5. – С. 89-103.

РЕАЛИЗАЦИЯ ФИЗИКО-ХИМИЧЕСКИХ ЗАКОНОВ В МАГМАТИЧЕСКОМ ПРОЦЕССЕ Е.В. Шарков ИГЕМ РАН, Москва, sharkov@igem.ru Как известно, одной из фундаментальных задач петрологии является уста новление конкретных механизмов реализации в природе физико-химических за конов, известных из экспериментов и теоретических данных, чему большое вни мание уделял. Д.С. Коржинский на примере метаморфических и метасоматиче ских пород. Однако в случае магматических пород эти проблемы практически остаются вне внимания исследователей из-за своей кажущейся очевидности.

В докладе рассмотрены проблемы реализации физико-химических зако нов в процессе функционирования магматических систем как на стадии генера ции расплавов, так и при их последующем затвердевании. Физико-химические системы играют при этом роль своеобразного генетического кода, контроли рующего ход магматические процесса как на стадии плавления пород, так и за твердевания перемещенных расплавов. Эти процессы подчиняются одним и тем же законам независимо от тектонического положения зоны магмообразования и состава плавящихся субстратов. Последнее обстоятельство играет роль только в «выборе пути», т.е. в рамках какой именно системы будет происходить форми рование родоначального расплава, что потом в значительной мере определит и судьбу процессов его дифференциации. При этом свой дополнительный вклад в общую картину вносит ассимиляция вмещающих пород.

ПРОЦЕССЫ СТАНОВЛЕНИЯ И ЗАТВЕДЕВАНИЯ ИНТРУЗИВОВ Осо бый интерес в этом плане представляют крупные расслоенные интрузивы. Они являлись промежуточными камерами магматических систем, где происходило накопление, кристаллизационная дифференциация и смешение новых и эволю ционированных расплавов, т.е. большинство значимых физико-химических про цессов, задействованных в магматическом процессе. Наличие в этих интрузивах хорошо сохранившихся и легко различимых при полевых исследованиях пер вичных структур и текстур позволяет в деталях восстановить ход процессов их становления [Уэйджер, Браун, 1970;

Шарков, 2006]. Это резко сужает области предположений и неопределенности, способствуя разработке реалистичных мо делей петрогенезиса, учитывающих «технологические» аспекты проблемы.

Петрологическое изучение расслоенных интрузивов разного веществен ного состава показало, что затвердевание их главных по объему внутренних частей из-за различий в величинах адиабатического градиента и градиента точ ки плавления (зависимость температуры ликвидуса от давления столба жидко сти;

в силикатных расплавах он на порядок больше) происходит путем продви жения снизу вверх маломощной (3-4 м) зоны кристаллизации. Верхняя граница этой зоны (фронт начала затвердевания) совпадает с изотермой ликвидуса рас плава в интрузивной камере, а нижняя (фронт конца затвердевания) – с изотер мой его солидуса. Соответственно, новообразованная порода (кумулат) сложе на двумя парагенезисами: (1) минералами ликвидусной ассоциации (кумулус, 70% объема зоны кристаллизации), и (2) минералами солидусной ассоциации (интеркумулус), кристаллизовавшимися из остаточного расплава этой зоны. По мере продвижения вверх зоны кристаллизации (временного дна интрузива), за твердевшие кумулаты выводятся из контакта с главным объемом расплава, со став которого выравнивается конвекцией. В соответствии с физико химическими законами, это ведет к выделению более низкотемпературных фаз, в чем и состоит смысл феномена первичной магматической расслоенности.

Иными словами, в процессе затвердевания интрузивов осуществляется фракци онная кристаллизация родоначального расплава, и их поперечный разрез пред ставляет собой последовательность соответствующих минеральных фаз.

Разрезы интрузивов, происшедших за счет толеитовых магм: Скергаард (Гренландия), Дулут (Сев. Америка), Йоко-Довырен (Восточная Сибирь), боль шинство габброидов океанической нижней коры и т.д.), характеризуется гене ральной последовательностью кумулатов: Ol+Chr Ol+Pl±Chr Ol+Pl+Cpx и может быть описана в рамках экспериментально изученной системы Fo-Di-An (Е. Осборн и Д. Тайт, 1952 г.);

из расплавов кремнеземистой высоко-Mg серии (Бушвельд (ЮАР), Стиллуотер (США), Мончегорский (Балтийский щит) и др.) с последовательность кумулатов: Ol+Chr Ol+Opx±Crt Opx Opx+Pl±Cpx – системой Fo-An-SiO2 (О. Андерсен, 1915 г.);

из Ne-фонолитовых магм (Ловозеро (Балтийский щит) и др.) с последовательностью кумулатов: Ne Ne+Fsp Ne+Fsp+Aeg системой Or-Ne-Aeg (Д. Бейли, Д. Шерер, 1969 г.);

из K фонолитовых (Южно-Сакунский (В. Сибирь) и др.): Fsp Fsp+Lc Ne+Fsp – системой Ks-Ne-SiO2 (Д. Шерер, 1954 г.) и т.д. Таким образом, изучение рас слоенных интрузивов может помочь установить взаимосвязи между экспери ментальной петрологией и реальными магматическими процессами.

Три обстоятельства могут затруднить прямое использование эксперимен тальных данных в петрологической практике: (1) феномен ритмичной рассло енности, (2) поступление порций свежей магмы различного состава в затверде вающую интрузивную камеру, и (3) ассимиляция высокотемпературными маг мами вмещающих пород.

Появление ритмичной расслоенности связано с побочными эффектами при направленном затвердевании расплава. По-существу, это разновидность диссипа тивных структур, характерных для неравновесных систем [Шарков, 2006].

Внедрение новых порций свежего расплава. Крупные интрузивы отнюдь не являются результатом одноактного внедрения огромной массы расплава в уже готовую камеру, затем спокойно затвердевавших как отливки в изложнице.

Повсеместно устанавливаются следы внедрения новых порций расплава разно го состава в затвердевающую интрузивную камеру, благодаря чему она посте пенно увеличивалась в размерах. В случаях, когда свежий расплав был плотнее расплава в камере, он растекался по ее временному дну с образованием хорошо различимого горизонта с характеристиками, отличными от вмещающих куму латов;

такие горизонты нередко обогащены рудными компонентами и описы ваются как рудоносные рифы. Если же плотность нового расплава равна или меньше плотности магмы в интрузивной камере, то он смешивался с ней, при водя к возникновению различных такситовых текстур. Если интрузив уже за твердел, но зона генерации магм еще активна, порции свежего расплава могли формировать самостоятельные интрузивные фазы.

Процессы ассимиляции вмещающих пород могут происходить в двух формах: (1) растворение в расплаве ксенолитов со стенок подводящих каналов, и (2) крупномасштабное плавление кровли над высокотемпературными магма тическими очагами. Первый тип существенно не влияет на состав магм из-за малого количества ассимилированного материала, хотя и может привести к изотопной микрогетерогенности лав. Значительно более важное значение имеет плавление кровли высокотемпературных магматических очагов, через которую, благодаря конвекции, в основном удаляется тепло в процессе их затвердевания.

Наиболее распространен случай плавления сиалической кровли над очагами ба зальтовой или пикритовой магмы, широко распространенный в областях кон тинентальной внутриплитной активности и приводящий к появлению бимо дальных серий. Согласно [Huppert, Sparks, 1988], на самых начальных стадиях этого процесса часть полурасплавленного вещества кровли «стекает» в горячий базальтовый расплав и растворяется в нем, приводя к его контаминации. По ме ре развития процесса плавления в верхней части камеры образуется слой легко го кислого расплава, который в конвекцию уже не вовлекается. В результате формируется двухслойная магматическая камера, где сосуществуют и базито вый и гранитный расплавы. Именно так развивались, например, магматические системы анортозит-рапакивигранитных комплексов.

В случае, если кровля очага ультрамафитовой магмы была образована мафитами нижней коры, события развивались по другому сценарию, поскольку плотности основного и ультраосновного расплавов столь значимо не различа ются, и новообразованный расплав все время вовлекался в конвекцию. В ре зультате магматический очаг буквально «всплывал» в толще коры по принципу зонной плавки, т.е. путем проплавления кровли и кристаллизации высокотем пературных компонентов у дна. По-видимому, именно так формировались своеобразные мантийно-коровые расплавы кремнеземистой высоко-Mg (бони нитоподобной) серии, доминировавшие в раннем палеопротерозое.

ПРОЦЕССЫ ПЛАВЛЕНИЯ ГОРНЫХ ПОРОД. Эти процессы в общих чертах обратны процессам затвердевания, но в природе имеют свои особенно сти, связанные с тем, что реальные горные породы образованы зернами мине ралов с разной температурой плавления, неравномерно распределенными в объеме. Плавление обычно начинается на участках соприкосновения зерен наи более легкоплавких минералов и вдоль трещинок в них, образуя зародыши плавления, близкие по составу к эвтектическим расплавам. По мере вовлечения в плавление более высокотемпературных фаз, состав образующегося расплава будет смещаться в область все более высокотемпературных котектик. Иными словами, состав новообразованных магм зависит как от состава плавящегося субстрата, так и от строения соответствующих физико-химических систем, контролирующих тренд развития расплава. Именно благодаря этому, несмотря на множество разнообразных плавящихся субстратов, в природе существует только ограниченное число магматических серий. Кроме того, новообразован ные расплавы, обычно недосыщенные флюидами и растворенными в них ком понентами, могут их адсорбировать из пород, окружающих зону генерации магм, и состав этих магм будет в той или иной мере отличаться от состава пла вящихся субстратов за счет поглощения этих компонентов.

Возникающие многокомпонентные расплавы лиофобны по отношению к минералам плавящейся матрицы и выталкиваются из пор, капилляров и трещин силами Лапласа, скапливаясь в верхней части зоны плавления в очаги. Так как плотность (и объем) новообразованных расплавов на 11-13 % больше плотности исходных твердых пород, в зоне плавления возникают сильные механические напряжения, и когда будет превзойден предел прочности пород кровли, расплав по трещинам разрыва под давлением «выбрасывается» из очага вверх. После снятия избыточного давления, повышавшего температуру солидуса субстрата, плавление возобновится. Таким образом, плавление имеет пульсационный ха рактер, и расплав поступает в промежуточные камеры порциями.

Литература 1. Уэйджер Л.П., Браун Г. Расслоенные изверженные породы. М. : Мир, 1970. 552 с.

2. Шарков Е.В. Формирование расслоенных интрузивов и связанного с ними орудене ния. М. : Научн. мир, 2006. 364 с.

3. Huppert H.E., Sparks R.S.J. The generation of granitic magmas by intrusion of basalt into continental crust // J. Petrology. 1988. V. 29. № 3. Р. 599-624.

ФИЗИЧЕСКИЕ ПРОЦЕССЫ ВО ФЛЮИДНОЙ ФАЗЕ РЕГИОНАЛЬНОГО МЕТАМОРФИЗМА К.И. Шмулович ИЭМ РАН, Черноголовка.

На основе большого экспериментального материала по измерениям давлений в скважинах принято, что глубже 4 км Р(фл.)~Р(лит.). Однако даже при Р 200 МПа существуют малоизвестные физические эффекты, обуславливающие относитель ные вариации химических потенциалов (активностей) компонентов без протекания химических реакций и без привлечения внешнего источника. Для водного флюида существуют две области Р-Т параметров: А) область с дигедральными углами 60° (угловых градусов) и В) с углами 60°. В области «А» нет связной системы пор, движение флюида возможно лишь по механическим трещинам или как движение замкнутых объемов по механизму «растворения-осаждения» в сторону большей растворимости в градиентных полях. Механизм растворения на «горячей» стороне замкнутого объема и осаждения на «холодной» может быть весьма эффективным, т.к. скорость движения возрастает с увеличением линейных размеров по градиенту параметров (Т и/или Р). В области «В» образуется связная система порового про странства, обеспечивающая фильтрационный массоперенос по градиенту давления.

Пока неясны процессы, происходящие в породах при пересечении Р-Т трен дом критической величины дигедрального угла (60°). Из данных М. Холнесс сле дует, что при погружении и нагреве пород, сначала низкотемпературное «смачи вание» (условно эффективное, углы 60°) меняется на «несмачивание» (уг лы 60°), затем вновь система приходит к углам 60°. При начальном «смачива нии» (менее 400°С, 400 МПа) меняется валовое содержание воды в породе, а хи мический потенциал воды (активность) не зависят от реакций в системе. В сред нетемпературной стадии («В»), интервал которой зависит от состава пород, изо лированные объемы флюида двигаются только по трещинам или по схеме «рас творение-осаждение». В этом случае, химический потенциал воды уже может быть лишь локально равновесным и для поддержания активности воды при изме нении концентрации необходимо привлекать дополнительные компенсационные механизмы. Дальнейшее повышение Р-Т параметров приводит к переходу от ста дии «В» к ситуации «А», но связная система пор образуется за счет капиллярных сил. При этом возникают условия реализации механизма «обратного осмоса», т.е. селекции компонентов по порам разного размера. По современным представ лениям, основанным на мембранных технологиях, в тонкие поры (порядка первых нанометров) уходит преимущественно вода, а соли и неполярные газы остаются в макропорах. Вода в тонких порах имеет более высокую плотность и упорядо ченность и, следовательно, пониженную активность. Отсюда следует, что переход через критическое значение дигедральных углов приводит к резкому понижению активности воды даже в закрытой системе. На регрессивной стадии процессы идут в обратном порядке и, например, локальная гидратация гранулитов возможна без привлечения внешнего источника воды.

БИМЕТАСОМАТОЗ И ГЕОДИНАМИКА ПРЕДОСТРОВОДУЖНЫХ ОФИОЛИТОВ Р.М. Юркова, Б.И. Воронин Институт проблем нефти и газа РАН, Москва, Россия, bivrmyrzb@mtu-net.ru Исследования проводились в пределах северо-западной активной континен тальной окраины Тихого океана: Сахалин, Камчатка, Корякский хребет, о-в Кара гинский, хр. Ширшова. Рассмотрены типичные палеодуги: 1) зрелая приматери ковая (п-ов Мамет, готерив-баррем);

2) развитая приокеаническая (хр. Кумроч на Камчатке кампан-палеоцен);

3) примитивная приокеаническая (Восточный Саха лин, альб-кампан, о-в Карагинский, мастрихт-палеоцен). Изучались все предост роводужные комплексы офиолитов (надсубдукционные) и пограничные вулка ногенно-осадочные формации. Детальные комплексные исследования показали, что диапировые внедрения офиолитов приурочены к преддуговой зоне меловой примитивной палеодуги (Северный Сахалин) и выходят на поверхность на п-ове Шмидта [Юркова, Воронин, 2006]. Судя по данным аэромагнитной и гравимет рической съёмок массив ультрабазитов п-ова Шмидта имеет почти вертикальное залегание и уходит корнями до верхней мантии. Продолжение диапира или ко лонны диапиров в акватории Охотского моря фиксируется зонами интенсивных (2000 гамм) положительных магнитных аномалий. С магнитной аномалией сов падает гравитационная аномалия в редукции Буге интенсивностью 88 мгк.

Подъём офиолитовых диапиров связан с мантийной серпентизацией [Юр кова, Воронин, 2006]. Серпентинитовые слои литосферной мантии на глубинах 40-50 км характеризуются пониженными скоростями прохождения продольных сейсмических волн: 7,8-7,9 км/с вместо 8 1-8,2 км/с в выше нижележащих слоях [Буало, 1985]. На глубине 40-50 км наблюдается резкое выполаживание зоны Заварицкого-Беньоффа трассируемой очагами землетрясений [Буало, 1985].

В этой области проявлены силы растяжения и скольжения и тем самым предо пределён срыв верхних частей литосферной мантии с подъемом диапира или диапиров флюидонасыщенных пластичных серпентинитов (рис. 1). В серпен тинитовый диапир в результате адиабатического всплывания разогретого флюидонасыщенного пластичного глубинного вещества к поверхности, сопро вождаемое декомпрессией и интенсивным плавлением при растяжении свода диапира были интрудированы разноглубинные магматические комплексы: лер цолитовый, полосчатый, габброидный, дайковый, спилит-кератофировый, со ставляющие офиолитовую ассоциацию.

Наиболее выразительными индикаторами подъема офиолитов послужили разноглубинные биметасоматические контактово-реакционные (при взаимодейст вии с серпентинитами) слои, которые возникали в различные стадии формирова ния офиолитов.

Отличительной чертой контактово-реакционных биметасоматических про цессов с гипербазитами является привнос кальция с образованием минералов с высоким химическим потенциалом кальция [Коржинский, 1955]. Магний сер пентинитов обуславливает повышение коэффициента активности кальция при биметасоматическом взаимодействии серпентинитов с алюмосиликатными по родами.


Биметасоматические слои сформировались в различные стадии подъё ма офиолитового диапира от высокотемпературных (Т=900 °С) и глубинных в полосчатом расслоенном комплексе через серию разнотемпературных и разно глубинных родингитов на контакте серпентинитов с породами полосчатого, габброидного, дайкового и вулканоплутонического спилито-кератофирового комплексов до апотуфовых и апофлишоидных метасоматитов (350 °С) погра ничных вулканогенно-осадочных серий. Индикаторами глубинной (30 км) сер пентинизации служат контактово-реакционные биметасоматические высоко температурные (900 °С) слои: оливин (Fa=16,5 %), бронзит (Fs =23 %), диопсид (Fo = 45 %, Fs = 9,0 %, Wo = 46 %). Глубиные (20-22 км) биметасоматические слои отмечены на контакте серпентинитовых диапиров с предостроводужными ко ровыми комплексами Марианской примитивной дуги (см. рис. 1).

Рис.1. Схематический профиль, показывающий строение системы Марианская дуга-желоб [Maeckawa H. et. al., 2001] Формирование полосчатой серии пород происходило при полицикличе ском внедрении по дайкоподобным каналам основной (габброноритовой) маг мы в лерцолитовые, верлитовые, аподунит-гарцбургитовые серпентинитовые полосы в условиях растяжения свода поднимающегося мантийного диапира.

Предполагается динамическая кристаллизация магмы с образованием пироксе нитов. Интервалы глубин от 20-30 до 10-12 км. В этих условиях были сформи рованы разнотемпературные биметасоматические слои: 1) апогабброноритовые (Т = 900 °С), состоящие из бронзита, ди-опсида и паргаситовой роговой обманки;

2) аполерцолитовые (Т = 550-700 °С), для которых характерны диопсид, паргаси товая роговая обманка, гроссуляр, андрадит, герцинит (FeAl2O4);

3) апосерпен тинитовые, включающие антигорит, пентландит, хромшпинелид. Хромшпине лиды представлены низкохромистыми высокоалюминиевыми разностями (Mg0,67Fe2+0,32)0,99 (Al1,61Cr0,39)2,0O4. Габборонориты, экранированные серпентинита ми в твердопластическом состоянии, были перекристаллизованы в условиях гра нулитовой метаморфической фации (Т=830-880 °С). В результате возникли сле дующие биметасоматические ассоциации минералов: анортит, бронзит-гиперстен, диопсид-салит. В зонах локально повышенных температур (Т=700-800 °С) и дав лений (Р 5 кбар) полистадийно в условиях динамотермального метаморфизма при экранировании серпентинитами были сформированы гранатовые амфибо литы и эклогитоподобные породы в виде полосовидных и линзовидных тел, ориентированных субсогласно с полосчатостью (табл. 1).

Таблица 1.

Содержание окислов (% мас.) и ионов петрогенных элементов в минералах эклогитоподобной породы по данным электронно-зондового микроанализа Компоненты 1 2 3 4 Компоненты 1 2 3 Fe2+ SiO2 45,24 50,86 38,57 39,28 0,98 0,17 1,20 1, TiO2 0,79 0,25 0,00 0,04 Mn 0,02 0,02 0,04 0, Аl2О3 12,24 3,80 22,70 22,23 Mg 3,44 0,82 1,19 0, Сг2О3 0,00 0,13 0,00 0,10 Ca 1,82 0,92 0,60 0, FeO 8,04 5,32 18,82 24,36 Na 0,56 0,02 0,00 0, МnО 0,16 0,04 0,61 0,00 К 0,00 0,00 0,00 0, MgO 15,79 14,61 10,38 1,77 Сумма 7,57 2,01 5,03 4, СаО 11,73 22,99 7,34 9,07 Mg/(Mg+Fe) 0,78 0,83 0,50 0, Na2O 1,96 0,27 0,00 0,29 En Не опр. 43,00 Не опр. Не опр.

К2О 0,07 0,02 0,02 0,01 Fs ” 9,00 ” ” Сумма 96,02 98,29 98,44 97,15 Wo ” 48,00 ” ” Ионы 23(0) 6(0) 12(0) 12(0) Альмандин ” Не опр. 40,00 62, Si 6,57 1,91 2,95 3,13 Пироп ” ” 40,00 8, АlIV 1,43 0,09 0,05 0,00 Спессартит ” ” 1.00 0, Сумма 8,00 2,00 3,00 3,13 Са-компонент ” ” 19,00 30, АlVI 0,66 0,08 2,00 2, Ti 0,09 0,005 0,00 0, Сг 0,00 0,00 0,00 0, Примечание: 1 – эденитовая роговая обманка;

2 – диопсид;

3 – гранат;

4 – гранат апогаббно ритового филлонита.

Формирование комплекса “дайка в дайке” островодужного типа происходи ло в условиях рассредоточенных и разноглубинных растяжений свода диапира.

Рассеянные серии даек пересекали протрузии серпентинитов. Глубины до 5 км.

Именно в этот период сформированы апогаббровые и аподиабазовые термаль ные и динамотермальные амфиболиты (Т = 550-700 °С, Р 5 кбар) и основная часть родингтов [Юркова, Воронин, 2008]. Спилито – керафировый вулканоплу тонический комплекс сформировался в непостоянной во времени и пространст ве геодинамической обстановке при сочетании условий растяжения и блоковых подвижек в связи со взбросо-сбросовыми и сдвиговыми нарушениями, с тен денцией образования поднятия. Основные породы, в том числе, из пакетов “дайка в дайке” имеют бонинитовую петро- и геохимическую специализацию.

Появление кислых магм связывается с преобразованием основной магмы флюидами (метамагматизм) [Коржинский, Зотов, Перцев, 1984]. Биметасомати ческие слои (родингиты), сформированные на контакте серпентинитов и пород вулканоплутонического комплекса, состоят в разных сочетаниях из актинолита, датолита, хлорита, пренита и эпидота [Юркова, Воронин, 2008]. С внедрением офиолитов в предостроводужные комплексы связаны биметасоматические изме нения флишоидных песчано-глинистых пород и туфов в зонах субвертикальных контактов их с серпентинитами. Образование биметасоматических слоев, судя по особенностям кристаллической структуры ксонотлита [K0,02Na0,04Ca5,76Mg0,09Fe2+0, Si5,96Al0,04O18(OH)2], а именно удвоение параметра с от 7 до 14 происходило при температурах 350 °С без формирования милонитов и филлонитов [Юркова, Воронин, 2006]. Эти данные объяснимы только с позиций диапирового станов ления офиолитовой ассоциации.

Литература 1. Буало Г. Геология окраин континентов. М. : Мир, 1985. 155 с.

2. Коржинский Д.С. Очерк метасоматических процессов // Основные проблемы в учении о магматогенных рудных месторождениях. М. : Изд-во АН СССР, 1955. С. 336-456.

3. Юркова P.M., Воронин Б.И. Подъём и преобразование мантийных и углеводородных флюидов в связи с формированием офиолитового диапира//Генезис углеводородных флюи дов и месторождений. М. : ГЕОС, 2006. С. 56-67.

4. Минеральные ассоциации родингитов как индикаторы условий становления офиоли товых комплексов // Материалы ежегодного собрания РМО. Типоморфные минералы и ми неральные ассоциации-индикаторы масштабности природных и техногенных месторожде ний и качества руд. Екатеринбург, 2008. C. 94-97.

5. Maekawa H., Yamamoto К., Teruaki J., Ueno Т., Osada Y. Serpentinite seamounts and hy drated mantle wedge in the Jzu-Bonin and Mariana forearc regions // Bull / Eanhq. Res. Inst. Univ.

Tokyo. 2001. V. 76. P. 355-366.

- :

, 110.

, 7– 2009.

18.09.2009.

60 90/16.... 27,9.

250. 18.

« ».

117105,,, 8.. 952-21-57.

E-mail: artur@geosys.ru.

–.

117105,,, 8.



Pages:     | 1 |   ...   | 12 | 13 ||
 





 
© 2013 www.libed.ru - «Бесплатная библиотека научно-практических конференций»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.